●Q1：测井技术

(1)泥页岩气储层的常规测井曲线响应

由于页岩气与常规气一样，是不导电介质，具有密度小、含氢指数低、传播速度慢等物理特性。因此，含气页岩的测井响应应该不同于非含气页岩，利用页岩气储层在常规测井曲线上的响应特征，通过测井解释资料，不仅可以识别储层，还能够进行地层评价。识别页岩气储层所需要的常规测井方法主要有：自然伽马、井径、中子、密度、声波时差和电阻率测井。以下依次对页岩气储层在常规测井曲线上的响应特征进行分析：

① 自然伽马测井：泥页岩气储层的自然伽马值显示高值，这是由于：①泥页岩中泥质含量较高，泥质含量越高放射性就越强；②含气页岩中有机质含量丰富，通常情况下干酪根形成于一个使铀沉淀的还原环境，从而具有较强的放射性，导致自然伽马值升高。

② 井径测井：页岩一般表现为扩径，而且有机质含量越高，扩径越明显。

③ 声波时差测井：页岩气储层的声波时差值显示为高值，并伴有周波跳跃现象，这是由于：A页岩气的存在使得声波速度降低，声波时差增大；B.声波在有机质中传播的速度较低，含气页岩中含有大量有机质，导致声波时差增大。如果声波时差值偏小，则说明页岩地层中有机质丰度低，经济开采价值不大；C.含气页岩内部发育裂缝，遇到裂缝气层会发生周波跳跃现象，或者曲线突然拔高。

④ 中子测井：页岩气储层中子测井显示为高值。中子测井反映的是地层中的含氢量也就是地层孔隙度。中子测井值升高的原因为：①在页岩气储层中，含气会导致中子密度值减小，但是束缚水会使中子密度值增大，由于页岩中束缚水饱和度要大于含气饱和度，因此，两者综合的效果还是会使页岩气的中子密度值升高；②页岩气储层中有机质的氢含量使得中子密度值升高。

⑤ 地层密度测井：地层密度显示为低值。地层密度值实际上测量的是地层的电子密度，而电子密度相当于地层体积密度。页岩密度为低值，比砂岩和碳酸盐岩的地层密度值低，但是比煤层和硬石膏的地层密度值高出很多。对于含气页岩储层来讲，随着有机质和烃类气体含量增加，将会使地层密度值变得更低，如果页岩气储层中发育裂缝，也会使地层密度测井值降低。

⑥ 岩性密度测井：岩性密度表现为低值。岩性密度测井的Pe值可以用来指示岩性，用于识别页岩中的黏土矿物类型。页岩矿物组分的变化，将导致单位体积页岩岩性密度测井值发生变化。

⑦ 电阻率测井：泥页岩的深浅电阻率总体低值，局部负值。泥页岩气的电阻率受到很多因素的影响，主要有：①页岩泥质含量高，束缚水饱和度高，而这两者的电阻率都很低；②页岩气储层低孔低渗，使得泥浆滤液侵入范围很小，侵入带影响很小，深浅曲线值非常相近，这反映了页岩气储集层的渗透率值低；③有机质电阻率高，干酪根的电阻率为无限大，含气页岩中有机质丰度高，会进一步导致电阻率测井值升高。

在表10.1中对泥页岩气储层的常规测井响应特征进行了总结，图10.1展示了实际测量的页岩气储层的常规测井曲线，与普通页岩相比，含气页岩具有自然伽马强度高、电阻率大、地层密度低和光电效应低的典型特征。

图10.1 泥页岩气储层的实际测井响应曲线

(据SHELL，2006)

表10.1 泥页岩气储层的常规测井响应特征

(2)测井评价基本方法

从测井资料中准确分析有关泥页岩气储层的物性参数和地化参数，在泥页岩地层评价中占据着非常重要的地位。不同的服务公司都发展了其独特的页岩地层的测井评价方法，这些方法都是在常规测井分析理论的基础上发展得到的。与常规储层预测不同，泥页岩气储层的关键在于对生烃潜力和力学特征的评价和认识，这就意味着从测井曲线中分析估算泥页岩的有机质丰度、成熟度、孔隙度、矿物组分和弹性参数成为重点。但是由于泥页岩的矿物组分非常复杂而且次生矿物发育，使得对泥页岩储层的认识变得相当困难，矿物组分分析是泥页岩气储层评价的重点和基础。为了获取这些参数，要充分发挥常规测井和先进测井技术的优势，综合多种测井技术对泥页岩地层进行全面评价。表10.2中总结了泥页岩气储层评价中几种常用的测井方法以及它们的主要用途，在实际泥页岩气生产中，这些测井技术在地层评价中发挥了重要作用，通过不同测井技术的结合，最终能够获取有关储层的重要参数信息。

表10.2 地层评价中常用的测井方法及其主要用途

通过以上一系列测井方法技术相结合，试图对泥页岩气储层进行以下评估：①估算泥页岩有机质丰度和成熟度，对泥页岩地层的产气量进行评估；②预测泥页岩的矿物组分和弹性性质，对页岩的工程开采难易程度进行评估；③计算孔隙度、饱和度等物性参数，对页岩储层的储集空间和连通性进行评价；④利用成像测井，分析泥页岩气储层中发育的天然裂缝。如何综合利用多种测井方法进行泥页岩地层评价，这是石油工作者十分关注的，在此总结了常用的基本分析方法。泥页岩气储层和常规储层最直接的差异在于它含有丰富的有机质，当计算其他储层参数时一般都要考虑有机质的影响，需要有机质作为已知的输入条件。因此，预测泥页岩的有机质丰度是基础，将当作重点进行介绍，对于其他储层参数的估算方法简要介绍其方法和思想。

① 有机质丰度估算方法

泥页岩含有丰度的有机质，由于有机质的存在，会使得测井曲线发生相应的变化。正是由于这种差异，才使得利用测井技术预测TOC有理论依据。表10.3总结了由于存在有机质所导致的常规测井响应特征的变化(Fertl和Chinliger，1988；Passey等，1990)。利用不同的特征差异，就能够得到不同的TOC估算方法。有的方法仅仅利用了单方面的特征差异，只利用自然伽马强度的差异或者密度差异，而有些方法则利用了多种特征的差异，例如ALogR方法。表10.4总结了计算TOC的几种方法思路，总体来讲，主要是利用了有机质密度低、含有放射性元素、饱含孔隙和电阻率无穷大的特征。

表10.3 有机质导致的泥页岩气储层测井响应特征的变化

(据Sondergeld等，2010)

表10.4 利用测井曲线计算TOC的方法

(修改于Sondergeld等，2010)

●Q2：为什么利用密度测井求取孔隙度时气层的存在会使孔隙度偏大，而中子测井时气层的存在使孔隙度偏小

中子靠氢减速，原理上决定了中子测气层时偏小。

●Q3：密度测井

根据伽马射线与地层的康普顿效应测定地层密度的测井方法称为密度测井。由于密度测井所用的轰击粒子和探测的对象都是伽马光子，所以也称为伽马－伽马测井。

3.2.1 密度测井的核物理基础

3.2.1.1 伽马射线与物质的相互作用

由放射性核衰变放出的γ射线，能量一般在0.5MeV到5.3MeV之间，在这一能量范围内，伽马光子与物质的相互作用主要有光电效应、康普顿效应和电子对效应。

(1)光电效应

γ射线穿过物质与原子中的电子相碰撞，并将其能量传递给电子，使电子脱离原子而运动，γ光子本身则被吸收，被释放出来的电子叫光电子，如图3.2.1(a)所示。这种效应叫光电效应。光电效应与γ射线的能量以及吸收物质的原子序数有密切关系，随原子序数增加而迅速增大;但随γ射线能量增大，光电效应迅速减小。可用下式表示发生光电效应的概率τ:

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式中:τ为光子穿过1cm吸收物质时产生光电子的概率，也就是线性光电吸收系数;λ为光子的波长，单位是10－8cm;n为指数常数，对于元素N、C、O来说，它等于3.05，对于钠到铁的元素来说，它等于2.85;A为原子的摩尔质量;Z为原子序数;ρ为密度，g·cm－3。

图3.2.1 伽马射线与物质的三种作用

(2)康普顿效应

当伽马射线的能量为中等数值，γ射线与原子的外层电子发生作用时，把一部分能量传给电子，使电子从某一方向射出，此电子称为康普顿电子;损失了部分能量的射线向另一方向散射出去叫散射伽马射线，如图3.2.1(b)所示。这种效应称为康普顿效应。

γ射线通过物质时，发生康普顿效应引起γ射线强度的减弱，其减弱程度通常用康普顿吸收系数Σ表示。Σ与吸收体的原子序数Z和吸收体单位体积内的电子数成正比。其公式为:

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式中:σe为每个电子的康普顿散射截面，当γ光子的能量在0.25～2.5MeV的范围内，它可看成常数;NA为是阿伏加德罗常数，等于6.022045×1023mol－1。其余符号意义与式(3.2.1)相同。

(3)电子对效应

当入射γ光子的能量大于1.022MeV时，它与物质作用就会使了光子转化为电子对，即一个负电子和一个正电子，而其本身被吸收。如图3.2.1(c)所示。

γ射线通过单位厚度的介质时，因为发生电子对效应而导致γ射线强度的减小，用吸收系数κ表示，其经验公式为:

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式中:NA、ρ、A、Z符号的意义与式(3.2.2)相同;Eγ为入射射线γ的能量;K为常数。

γ光子和物质的这三种作用的概率和γ光子的能量有关，低能γ光子和物质作用以光电效应为主，中能γ光子和物质发生康普顿效应的概率最大，而电子对效应则发生在γ光子能量大于1.022MeV的情况下，图3.2.2给出了γ光子与铝发生三种作用时吸收系数和γ光子能量的关系。

(4)伽马射线的吸收

γ射线通过物质时，会和物质发生如上所述的三种作用，γ光子被吸收，所以γ射线的强度将会随着通过物质的距离增大而减弱。实验证明，γ射线通过吸收物质时其强度与所穿过吸收物质的厚度有如下关系:

图3.2.2 铝的吸收系数和伽马射线能量的关系

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式中:I0、I分别为未经过吸收物质和经过厚度为L的吸收物质时的γ射线强度;μ为物质的吸收系数，由光电效应、康普顿效应以及电子对效应的三个吸收系数决定，即μ=τ+Σ+κ。

吸收系数μ近似正比于吸收体的密度ρ，而ρ又是随介质的物理状态而变化的。为了消除ρ的影响，通常采用质量吸收系数μm(μm=μ/ρ)，它的单位是cm2/g，质量吸收系数关系式为:

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3.2.1.2 岩石的密度

(1)岩石的真密度

每立方厘米体积岩石的质量叫岩石的真密度，测井中常用ρb表示，其单位符号是g/cm3。真密度也称为体积密度。通常所说的密度就是指真密度。如方解石的密度是2.71g/cm3，纯水的密度是1.00g/cm3。孔隙度为φ、饱含淡水的纯石灰岩的密度可由下式计算:

ρb=2.71(1－φ)+1.00φ

不同的矿物具有不同的密度，如表3.2.1所示。由这些数据可以看出:

1)不同岩石的骨架密度不同，所以在井剖面中根据密度能够把不同岩性的地层区分开，尤其是其他地球物理方法难以区分的盐岩与硬石膏、硬石膏与致密灰岩、致密灰岩与白云岩、石膏与高孔隙度灰岩等，根据它们之间密度的差别可将其区分开。

2)孔隙性地层相当于致密地层中岩石骨架的一部分被密度小的水、原油或天然气所代替，故其密度小于致密地层。孔隙度越大，地层的密度越小，所以密度测井资料可用来求地层的孔隙度。密度测井是孔隙度测井的主要方法之一。

表3.2.1 一些矿物的密度数据

(2)岩石的电子密度和电子密度指数

单位体积岩石中的电子数叫岩石的电子密度，用ne表示，单位是电子数/cm3。

若岩石由一种原子组成，则

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对于由单一化合物分子组成的岩石，其电子密度为:

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式中:Zi为分子中第i种原子的原子序数;ni为第i种原子的原子数;M为该化合物的摩尔质量。

为使用方便定义一个与ne成正比的参数，即电子密度指数ρe:

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由单一元素组成的物质，其电子密度指数为:

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由单一化合物组成的物质，其电子密度指数为:

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构成地层的大多数元素和化合物来说，式(3.2.9)、式(3.2.10)右端括号中的数值均接近于1，这就使ρe≈ρb。

若将电子密度指数代入式(3.2.2)，则得:

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式中:K=σe·NA/2，当能量在0.25～2.5MeV范围内时可近似地看作常数。

(3)岩石的视密度

设岩石的骨架密度为ρma，孔隙度为φ，孔隙中饱含淡水，根据表3.2.1中数据，可写出ρb的表达式:

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若其骨架的电子密度指数为ρme，则岩石的电子密度指数为:

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对于方解石来说，ρma=2.7100，ρme=2.7075，可以得到:

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由于电子密度指数与电子密度及康普顿吸收系数成正比，因而是可以测量的。而体积密度的测量值是通过它与电子密度指数的近似关系间接导出的，会受刻度系数的影响。通常，密度测井仪器是以饱含淡水的石灰岩为标准进行刻度的，所以遵循式(3.2.14)。测井时，不管测量环境与标准条件有何不同，输出的密度值都是用这个转换式得到的，它与被测介质的实际密度略有差别，故称为视密度。

3.2.2 密度测井基本原理

图3.2.3是常用的一种密度测井仪示意图，它包括有一个伽马源，两个接收伽马射线的探测器，即长源距探测器和短源距探测器。它们安装在滑板上，测井时被推靠到井壁上。在下井仪器的上方装有辅助电子线路。

通常用137Cs作伽马源，它发射的伽马射线具有中等能量(0.661MeV)，用它照射物质只能产生康普顿散射和光电效应。地层的密度不同，则对伽马光子的散射和吸收的能力不同，探测器接收到的伽马光子的计数率也就不同。已知通过距离为L的伽马光子的计数率N为:

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图3.2.3密度测井仪示意图

若只存在康普顿散射，则μ即为康普顿散射吸收系数，所以:

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由于沉积岩的2Z/A≈1，对式(3.2.4)两边取对数，则得:

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式中:K=σe·NA/2为常数。

可见探测器记录的计数率N在半对数坐标系上与ρb和L呈线性关系。图3.2.4是两种源距下ρb与计数率N的关系曲线图。

源距选定后，对仪器进行刻度，找到ρb和N的这种关系，则记录散射伽马光子计数率N就可以测得地层的密度ρb。

当井壁上有泥饼存在，且泥饼的密度与地层的密度不同时，泥饼对测量值有一定的影响，如图3.2.5所示。在地层密度大于泥饼密度的情况下，如果泥饼厚度增大，则在密度相同的地层中，伽马光子计数率增大。

图3.2.4 两种源距无泥饼情况下地层密度变化的计数率响应曲线

图3.2.5 两种源距不同泥饼厚度情况下计数率与地层密度的关系曲线

为了补偿泥饼的影响，密度测井采用两个探测器(长源距和短源距)，得到两个计数率NLS、NSS。利用长源距计数率NLS得到一个视地层密度ρb。再由NLS、NSS得到一个泥饼影响校正值Δρ，则地层密度ρb=ρ'b+Δρ，密度测井同时输出ρb和Δρ两条曲线。密度测井还可以输出石灰岩孔隙度测井曲线，测量使用的仪器是在饱含淡水的石灰岩地层中刻度的。图3.2.6是密度测井曲线图。

图3.2.6 密度测井实测曲线1in≈2.54cm;API为美国石油学会单位

3.2.3 密度测井的应用

密度测井的基本用途是确定地层的孔隙度，还可以与其他测井配合起来判断岩性、识别气层和求解孔隙度。

1)确定地层孔隙度。岩石的体积密度由岩石颗粒密度和孔隙中流体的密度决定。而岩石孔隙中流体对体积密度的贡献与岩石的孔隙度有关。对于纯岩石，孔隙度与体积密度的关系为:

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所以:

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式中:φ为孔隙度;ρb为岩石体积密度;ρma、ρf分别为骨架密度和孔隙流体密度。不同岩性的岩石，其骨架密度ρma不同，砂岩一般为2.61g/cm3;石灰岩为2.71g/cm3;白云岩为2.87g/cm3。

在已知岩性(已知ρma)和孔隙流体(已知ρf)的情况下，就可以由密度测井的测量值ρb求纯岩石的孔隙度φ。

典型的泥岩和泥岩夹层的密度为2.2～2.56g/cm3。通常泥岩和储集层中泥质的密度较岩石骨架的密度小，所以在求含泥质岩层的孔隙度时，应考虑泥质的影响，否则求出的孔隙度偏大。

2)将密度和中子测井曲线重叠在一起进行分析，可以识别气层，判断岩性(见第七章)。

3)利用密度和中子测井曲线制作交会图，可以确定岩性求解孔隙度(见第七章)。

●Q4：基于岩石核物理性质的测井方法原理

利用岩石的核物理性质，发展了多种测井方法。早在20世纪40年代初，人们就利用岩石的天然放射性，开创了自然伽马测井，随后又发展了自然伽马能谱测井；利用中子与物质相互作用的各种效应，发展了中子-伽马测井、中子-中子测井、中子寿命测井、中子活化测井和非弹性散射伽马能谱测井；利用伽马射线与物质相互作用的康普顿效应和光电效应，又发展了密度测井（伽马-伽马测井）和岩性密度测井等等。这些以岩石核物理性质为基础的测井方法统称为核测井法，它们已成为测井技术的一个重要分支，在生产中广泛应用。

13.4.1 自然伽马与自然伽马能谱测井

探测井下岩石自然伽马射线总强度以研究岩石天然放射性相对强弱的方法叫自然伽马测井，而测定一定能量范围内自然伽马射线强度以区分岩石中放射性元素的类型及其含量的方法叫自然伽马能谱测井。

13.4.1.1 自然伽马测井（GR）

（1）岩石的自然放射性

自然界的岩石和矿石均不同程度地具有一定的放射性，并几乎全部是由于其中不同程度地含有放射性元素铀（238U）、钍（232Th）、锕（227Ac）及其衰变物，以及钾的放射性同位素（40K）产生的。除含铀矿石外，岩石中放射性元素的类型、含量与岩石的性质及其形成过程中的物理、化学条件有关。通常火成岩的放射性最强，其次是变质岩，最弱是沉积岩。沉积岩的放射性又可进一步分为高、中、低三种类型。

高自然放射性岩石：包括泥岩（特别是深海泥岩）、砂质泥岩和钾盐层等；

中等自然放射性岩石：包括泥质砂岩、泥质石灰岩（白云岩）和钙质泥岩等。

低自然放射性岩石：包括砂岩、石灰岩、白云岩和煤层等，更低的是石膏和岩盐层。

从以上分类可以看出，除钾盐层外，沉积岩的自然放射性主要与岩石中含泥质的多少有关。岩石含泥质越多，自然放射性越强。这是因为构成泥质的粘土颗粒较细，比表面积大，沉积时间长，且有较强的吸附离子的能力和离子交换能力，因而在沉积过程中能够吸附较多的溶液中放射性元素的离子，并有较充分时间进行离子交换，从而表现为较强的自然放射性。这一特性为我们利用自然伽马测井曲线区分岩石性质、评价地层特性和定量估计岩石中泥质含量提供了重要依据。

（2）自然伽马测井评价地层特性

自然伽马测井利用闪烁计数器测量探测器周围伽马射线的总强度，即单位时间内计数器输出的脉冲数，单位是cpm。目前常用API标准单位，它是将仪器放在不同已知放射性地层中刻度得出的。

图13-19 自然伽马曲线划分岩性剖面的实例

由于伽马射线的穿透能力和仪器灵敏度的限制，自然伽马测井的探测深度约20～30cm。测井曲线与前述电测井和声测井曲线不同之处是由于放射性统计涨落使曲线表现出微细的锯齿状；另外，由于仪器在井内连续移动和记录仪率表电路时间常数的影响，使测井曲线向着探测器移动方向产生位移并造成读数幅度降低。在岩层较薄时，这种变化更加显著。因此，实际测井时需要选择适当的测井速度和时间常数以减小这种影响。

自然伽马测曲线的分层原则仍是急剧变化点分层，其主要应用如下。

a.划分岩性。基于沉积岩石的自然放射性与其中所含泥质的多少关系密切，因而可以用自然伽马曲线划分不同含泥质的地层。如图13-19是砂泥岩剖面几种不同岩性地层上测得的伽马曲线的实例。可以看出，纯泥岩层自然伽马读数最高，纯砂岩层最低，而泥质砂岩和粉砂岩介于两者之间，并与自然电位曲线有很好的对应关系。用自然伽马曲线划分岩性剖面还有其独特优越，因为它不受地层水和泥浆滤液矿化度的影响，且能在已下套管的井中进行测量。另外，在碳酸盐岩剖面上，高电阻特性会导致自然电位曲线变得平直，自然伽马曲线都仍能清晰地分辨出泥岩层、泥质与非泥质地层。

b.计算泥质含量。若储集岩石的自然放射性是由于泥质产生，则不含泥质的纯岩石的自然伽马读数将具有最低值，纯泥岩层具有最高值，而介于这两者之间的读数则反映着一定的泥质含量。如果读数高低与泥质含量之间具有线性关系，则可按下式计算泥质含量

勘查技术工程学

式中：GGR为目的层的自然伽马读数。

和分别是解释层段内纯泥岩层和纯砂岩层的自然伽马读数。

大量统计分析表明，所述线性关系并不完全正确。由式（13.4-1）计算的V′SH与实际泥质含量VSH之间具有非线性关系，且与地层的地质时代有关，它们之间关系如图13-20所示。其关系式为

勘查技术工程学

式中：C为地区经验系数。通常老地层C=2，新地层C=3.7。

c.地层对比。利用自然伽马曲线进行井间地层对比要比用自然电位和电阻率曲线好，因为它不受井间泥浆性能差异和地层流体性质变化的影响，但测井曲线的标准化十分必要。

13.4.1.2 自然伽马能谱测井

自然伽马能谱测井是基于岩石中铀、钍、钾三种放射性核素在衰变时放出的伽马射线的能谱不相同而提出的一种测定这几种元素含量的测井方法。

图13-20 V′SH与泥质含量VSH的统计关系

根据对铀、钍、钾放出的伽马射线的能谱进行分析，40K只有单一能量为1.46MeV的伽马射线，而铀系和钍系的伽马射线能谱分别在1.76MeV和2.62MeV处有一明显峰值，如图13-21所示。因此，通过将记录的伽马射线能量转换为脉冲幅度输出，并用多道脉冲幅度分析器就可分别测出各自的伽马射线强度，进而分析铀、钍、钾的含量。

从图13-21可以看出，各能量谱之间存在着交叉或干扰，为了从整个谱系中解析出三种元素的特征谱对总计数率的贡献（称为解谱），需要开设多个能量窗口进行测量，列出方程组求解。这可通过多道能谱分析仪来实现，它共设五个能量窗，两个低能窗：0.15～0.5MeV和0.5～1.1MeV，三个高能窗：1.32～1.575MeV（称为钾窗）、1.650～2.390MeV（称为铀窗）和2.475～2.765MeV（称为钍窗）。五个能量窗输出的信号分别送入五个计数器进行计数，然后通过解谱，便可获得所述三种放射性元素的含量。

图13-21 铀、钍、钾伽马射线能谱图

自然伽马能谱测井最终可输出五条曲线，它们是总自然伽马曲线（SGR）、钍含量曲线（THOR），单位为10-6；铀含量曲线（URAN），单位为10-6；以及钾含量曲线（POTA），单位是%；另一条是“无铀”的GGR曲线，它是钍、钾含量的叠加。

13.4.2 中子测井（NL）

中子测井在于利用中子源（连续中子源或脉冲中子源）发出高能中子射入地层，其与物质原子核相作用时会发生一系列的核反应。利用这些核反应，形成了多种测井方法。

13.4.2.1 中子与物质的相互作用

中子是不带电荷的粒子，它能穿过原子的核外电子壳层与原子核相碰撞，并随着中子能量的不同将主要产生两种过程，一种是弹性散射，一种是非弹性散射。

（1）中子的弹性散射

能量低于10MeV的中子与物质作用主要产生弹性散射。在这过程中，中子与原子核每碰撞一次，损失一部分能量，速度降低，并朝着一定方向进行散射。经多次碰撞，能量减至0.025eV时，弹性散射过程结束，此时的中子称为热中子，随即像分子热运动一样在物质中进行扩散，当其再与原子核碰撞时，失去和得到的能量几乎相等。热中子在扩散过程中，由于速度较慢，在原子核周围停留时间较长，因而容易被原子核俘获。元素原子核俘获热中子之后，处于激发状态，当它回到稳定的基态时，多余的能量将以伽马射线的形式释放出来，称为俘获伽马射线或二次伽马射线。

在测井常见的核素中，氢元素具有最强的减速能力，由快中子变为热中子的过程最短；氯元素的俘获能力最强，因而，热中子的扩散过程最短，且氯核俘获热中子之后释放出的伽马射线的能量比一般元素的都高。根据这一特性，在含氢量较多的岩石中，离中子源较远的地方，那里的热中子密度及二次伽马射线强度均较低，反之会较高；而在含氢量相同但含氯量不同的两种岩石中（如油层和水层），含氯高的岩石，将会记录到更低的热中子密度和较高的二次伽马射线强度。

（2）中子的非弹性散射及中子活化

中子的能量高于10MeV时，与物质作用主要产生非弹性散射。在这一过程中，高能快中子与元素原子核相碰撞，其能量不仅使原子核获得动能，还能使核跃升一个能级而变得不稳定。当回到基态时，放出伽马射线，称为非弹性散射伽马射线。在测井常见的核素中12C和16O具有较大的非弹性散射截面，且产生的非弹性散射伽马射线的能量较高。

用高能快中子照射稳定的原子核还能使其活化成为新的放射性核素，并有一定的半衰期，其衰变产生的伽马射线叫活化伽马射线。活化伽马射线的能量因元素而异，但其强度还与中子源的源强、照射时间以及停止照射后开始测量的时间有关。

13.4.2.2 中子-中子测井

中子-中子测井通常使用半衰期长且产额较稳定的镅-铍中子源。它是利用放射性元素镅（95An）衰变时放出的α射线与铍（4Be）发生核反应产生中子。这种中子源发出的中子流是连续的，其平均能量约4.5MeV。因此，在岩石中主要产生弹性散射。

中子-中子测井又可分为两种类型：一种是测量探测器周围热中子密度的中子-热中子测井；另一种是测量探测器周围超热中子密度的中子-超热中子测井。

（1）中子-热中子测井

采用一种在外壁上涂有锂或硼的闪烁计数器，利用锂或硼对热中子强吸收后放出α粒子，使计数器荧光体发光的特性，将单位体积内的热中子数（热中子密度）转换为电脉冲数进行记录。由于在离中子源一定距离处的热中子密度取决于两种因素，即介质的减速特性和俘获特性，因此，热中子的空间分布同时受着这两种特性的影响。在源距为45～60cm的情况下，若介质中不含有俘获能力很大的元素（如氯元素），含氢量高的介质测得的热中子读数为低值，并随着含氢量增高读数降低，如图13-22所示。这表明，热中子测井读数能直接反映岩层孔隙度的大小。若还有氯元素存在，由于热中子被强烈吸收，使热中子读数明显降低，此时测井读数将不再是含氢量的单一反映，对计算的孔隙度将带来较大的误差。

图13-22 在不同含氢岩石中热中子的分布

为了消除井孔和岩石中氯元素对热中子读数求取孔隙度的影响，目前中子-热中子测井广泛采用补偿的形式，即用长、短两种源距进行测量，称为补偿中子测井（CNL）。此时，在不含结晶水的岩石中，有

长源距

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短源距

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式中NL和NS分别为长、短源距的热中子计数率；a为与井径有关的系数；b为仪器常数；c为氯元素的影响系数。

上二式相减得

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式（13.4-5）表明，测量长、短源距计数率比值的对数，能消除井孔和岩层中氯元素的影响而直接与孔隙度有关，使补偿中子测井成为目前主要孔隙度测井方法之一。

实际的补偿中子测井是以孔隙度为单位进行记录的。它是将仪器放在已知孔隙度的纯石灰岩地层上进行刻度，将长、短源距的计数率比值转换为孔隙度单位，称为“石灰岩孔隙度”。按照这种刻度方式，在纯石灰岩地层上测得的孔隙度将等于地层的真孔隙度，而在非纯石灰岩的其他地层上，测得的孔隙度读数将不等于地层的真孔隙度，称之为“视石灰岩孔隙度”。

（2）中子-超热中子测井

能量介于0.1～100eV的中子称为超热中子，它的空间分布只取决于介质的减速特性而与俘获特性无关。因此，对变为热中子之前的超热中子密度进行记录能直接反映岩层的含氢量，进而更好的求取孔隙度。

采用一种专门的超热中子探测器可以记录超热中子。这种探测器由热中子计数管及其外壁的镉层和石蜡层构成。镉的作用是吸收周围的热中子，而只让超热中子通过进入石蜡层，然后再经石蜡减速成热中子被记录。

为了减少井孔影响，超热中子测井采用贴井壁方式进行测量，称为“井壁超热中子测井”或“井壁中子测井”。源距采用28～46cm，同样以石灰岩孔隙度单位进行记录。

13.4.3 密度与岩性密度测井

在井下仪器中安置伽马源，放射出的伽马射线将与周围岩石中元素原子的核外电子发生碰撞而损失能量并产生散射和吸收，测量不同能量窗口内的散射伽马射线强度，发展了两种测井方法——密度测井和岩性密度测井。

13.4.3.1 密度测井（DEN）

密度测井又称伽马-伽马测井，它利用137Cs作为伽马源，可放射出能量为0.66MeV的伽马射线。这些中等能量的伽马射线在岩石中与原子的核外电子发生碰撞首先发生康普顿散射，散射结果，入射伽马射线的能量降低并经过一定距离之后，部分被吸收而使强度减小。这一特性可用康普顿散射吸收系数μK来描述，它等于单位体积中所有电子散射截面σK的总和，即

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式中：ne为单位体积中的电子数（称为电子密度），可表示为

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式中：NA为阿伏伽德罗常数；ρb为岩石的体积密度（g/cm3）；Z为原子序数；A为相对原子质量。

对于沉积岩中的大多数元素而言，Z／A比值接近于1／2，并在入射伽马射线一定能量范围内σK是个常数，因而可近似认为

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密度测井测量的是一次散射到达探测器且能量高于200keV的散射伽马射线的强度，在该能量界限内散射伽马射线的强度只与康普顿散射有关，即只反映岩石的体积密度。在适当源距情况下，它随岩石密度的增大而减小。考虑到伽马射线散射后的能量降低和强度减小，实际的密度测井仪采用较短（十余厘米）的源距并贴向井壁进行测量，还通过补偿的方式进一步消除泥饼对测量结果的影响。于是，密度测井又有补偿密度或补偿地层密度测井之称。

在采用长短源距进行补偿测量的情况下，可以分别测量长源距和短源距两种计数率NL和NS，通过仪器刻度并联立求解，可以获得被探测地层的体积密度值ρb。在无泥饼存在时，它等于地层的真密度；而在有泥饼的地层上，它等于长源距计数率求得的视密度与泥饼校正值Δρ之和，故实际的密度测井同时输出ρb和Δρ两条曲线。

密度测井与声波、中子测井一起常被称为三种孔隙度测井，广泛用于求取储层孔隙度。密度测井计算孔隙度的基本依据是，测井测得的岩石体积密度ρb等于岩石骨架密度ρma与孔隙流体密度ρf的加权和，即

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解出φ得

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式中ρma对于不同的岩石有不同的数值，如砂岩为2.65g/cm3，石灰岩为2.71g/cm3，白云岩为2.87g/cm3，孔隙中水（泥浆滤液）的密度ρf=1g/cm3。若岩石骨架由多种矿物构成，以及岩石含泥质时，孔隙度需利用泥质多矿物岩石模型进行计算。

另外，密度测井与声波和中子测井曲线相配合用于划分气层也很有用，在含气层的地方，常常显示为声波时差增大，中子孔隙度减小，密度曲线显示为低的密度读数。

13.4.3.2 岩性密度测井（LDT）

岩性密度测井综合利用了康普顿散射和光电吸收两种效应。对于构成沉积岩的绝大多数元素而言，原子序数一般在1～20之间。伽马射线与这些轻元素作用，能量在0.25～2.5MeV之间时，以康普顿散射为主；能量小于0.25MeV时，以光电效应为主；并导致伽马射线能量耗尽而最终被吸收。因此，能量为0.661MeV的伽马源放出的伽马射线进入地层后，经过康普顿散射能量降低并向着主要发生光电效应的低能区过渡时，散射伽马射线的强度将主要决定于介质的光电吸电特性，即光电吸收截面。如果在低能区一定谱段内开设窗口专门测量光电吸收能级范围内的散射伽马射线，显然，光电吸收截面越大的介质中测得的散射伽马射线强度会越低。

在入射伽马射线的能量一定的情况下，光电吸收截面是岩石中元素原子序数Z的单一函数，即原子序数越大，光电吸收截面越大。原子序数Z的数值又取决于它的化学成分，因此岩性密度测井能直接反映地层的岩性。根据研究，伽马光子与元素原子发生作用的光电吸收截面σ与元素原子序数Z的4.6次方成正比。若定义一个与σ／Z成正比例的参数，称为光电吸收截面指数，用Pe表示，则有

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式中K为比例常数。

由于σ的单位为靶／原子，Z的单位为电子／原子，故Pe的单位为靶／电子。岩性-密度测井就在于通过仪器刻度将测得的低能区范围内的散射伽马射线强度转换为Pe值进行记录。同时，它还记录一条密度曲线ρb和一条称为体积光电吸收截面指数的曲线U。U的定义是

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单位为10-28m2／cm3。

表13-1列出了常见岩、矿石的Pe和U值以及相应的体积密度和中子测井孔隙度。利用表中数据，再结合Pe测井结果就能较准确地判断岩性、研究矿物成分和确定某些高原子序数的重矿物等。用岩性密度测井确定岩性的优点还在于Pe测量结果与地层孔隙中的油气关系不大（因其Pe值很小），岩石孔隙度的改变对测量结果的影响也很小。

表13-1 常见岩矿石及流体的Pe、U及ρb和ΦN值

●Q5：中子氧活化流量测井原理

用脉冲中子活化中子活化氧原子，使活化的氧原子产生特征伽马射线。流动的活化水流经四个探测器，保个探测器是连续记录，计数率随时间变化的时间谱，并根据时间谱计算出谱峰的渡过时间，由各个探测器的源距和计算出的时间谱的渡越时间得到活化水的流速，并根据实际测量的空间截面积和一天24小时的时间长度计算得到该测量点的一天流量。
氧活化测井的用途：
1)在笼统正注井、笼统反注井、油套合注井、分层配注井中测量注入剖面。
2)寻找套管外窜流。
3)检查封隔器漏失及套管漏失。
4)可过油管测环套流量。
5）现场快速直观解释，可迅速得到测点流量。

●Q6：中子伽马测井和中子中子测井有什么区别

1.热中子继续在地层中扩散，并不断被吸收。有些核素能俘获热中子，并放出伽马射线。在核物理中把这一过程称为辐射俘获核反应，而由这一核反应产生的伽马射线称为俘获辐射。在测井中，习惯上把这一反应称为中子伽马核反应，产生的射线为中子伽马射线。2.用同位素中子源发射的快中子连续照射井剖面，在仪器中离源一定的地方装一伽马射线探测器，连续记录地层发射的中子伽马射线。这就是中子伽马测井。3.中子伽马测井值主要反映地层的含氢量，同时又与含氯量有关。中子测井只反映含氢量。

中子 密度 技术